6第六讲地震勘探原理详解

1、地震勘探 曾昭发 吉林大学地球探测科学与技术学院 石家庄讲座 地震勘探方法简介 地震勘探地震勘探是利用岩石的弹性波性质进行勘探。地 震勘探采用人工震源激发弹性波，沿测线的不同位置 用地震仪器检测大地的振动，并把数据以数字形式记 录在磁带或磁盘上；通过计算机处理来提高信噪比， 增强或提取有意义的信息，并各种形式显示其结果。 地震波在介质中传播时，其路径、振动强度和波 形将随所通过介质的弹性性质及几何形态的不同而变 化。根据接收到的波的旅行时间和速度资料，可推断 波的传播路径和介质的结构；而根据波的振幅、频率 及地层速度等参数，则有可能推断岩石的性质，从面 达到勘探的目的。 地震波的激发（震源）地

2、震波的激发（震源） 地震勘探中，一般采用爆炸和锤击震源以激发地震波。 这时震源附近的岩石因受到瞬间巨大激发力的作用产生破裂 和塑性，在距震源足够远的区域，地质介质只受一个瞬间、 微小外力的作用。因此，几乎都可近似地将地质介质当作是 一个理想的完全弹性体。在这种条件下弹性介质受外力作用 时，其质点将产生相对位移，出现体积或形状改变，统称为 形变；一旦外力去除，由于弹性体内力作用，使介质完全恢 复到原来的大小和形状。 在震源作用下，介质质点产生弹性振动并由震源向周围 介质辐射或传播，形成地震波动。 地震波地震波 某一时刻各点的振动图 某一点在各个时刻的振动图 Tsunami/海啸 P波 纵波，纵波

3、，又叫P波。它是由胀缩力作用 ，弹性介质产生的体积形变，这种形变所 引起的振动则称为纵波。该波的传播方向 和质点振动的方向一致。 纵波经过的介质，会间隔地出现膨胀 （稀疏）带和压缩（稠密）带，故纵波有 时也叫疏密波或压缩波。 S波 横波，横波，又叫做切变波或S波。它是 由旋转力作用，弹性介质产生形状形 变，这种形变引起的振动称为横波。 该波的传播方向与质点的振动方向相 垂直。质点振动在水平平面中的横波 分量称为SH波，在垂直平面中的横波 分量称为SV波。 均匀介质体波 体波体波，即在介质整个体积内传播的弹性波，如纵波 和横波，称之为体波。 面波 纵波和横波都在介质内部传播，统称为体波。根 据弹

4、性力学理论，还有两种仅仅沿弹性介质表面传播 ，离开表面而深入介质内部就会衰减的常见的波存在 。一种是沿介质与大气接触的自由表面传播的面波， 称为瑞雷面波。另外一种则是沿两弹性介质之间的传 播的面波面波，称为勒夫面波勒夫面波。 均匀介质面波示意图 第二节 地震波的几个概念 一一.波前、波后及射线波前、波后及射线 1 设想在某一时刻t0开始在介质中激起波源 的振动。过了一段时间，到了时刻t0(t0 t0)，波源 的振动可能停止；再过一段时间，到了时刻t1 波 已传播了一段距离。这时介质中分几个区域（如 右图）：要离波源最近的区域V 1和V 2的分界面S 上，介质中的各点刚刚开始振动，这一曲面S叫

5、波在时刻t的波前；在V0和V1的分界面S上，介质 中的各点刚刚停止了振动，这一曲面S叫波在时 刻的波后（波尾）。 2 这里所说的射线指的是从震源出发，传 播到观测点旅行时最短的一条直线。即地震勘探 里所说的费马原理。 利用波前和波射线的概念来描述波动景观是 一种简便而清晰的方法。见下图： 波前和射线演示图 地震波的传播规律地震波的传播规律 一.地震波传播的一般规律 1 惠更斯原理（也称波前原理） 2 费马原理（也称射线原理或最小时间原理） 3 视速度定理 由于地震波的传播是沿射线方向进行的 ，因此在观测地震波时，只有和波射线的方向一致，才能测 得传播速度的真值V。而沿任一观测方向测得的速度值，

6、并 不是地震波传播的真实速度值，而是沿观测方向的距离（这 距离不等于波传播的实际距离）和波实际传播时间的比值， 这种速度为视速度V。 二.地震波速度 地震波在岩层中传播的速度是一个十分重要的参数。在资 料解释过程中，用它进行时深转换；在资料处理中，如叠加 、偏移，以及滤波等都要用到。 地震波速度 地震波的传播速度可用坐标函数VV（x,y,z）来表示。但在 实际生产工作中，不可能真正精确的确定这种函数的关系，而只 能根据对介质的不同简化，或者是获得速度的原始资料和计算方 法不同，或者是用 途的不同等原因引出来的。必须明确，每处 速度概念都有它的意义、引入的原因、计算或测定的方法以及使 用范围等；

7、 1.层速度层速度 在水平层状介质情况下，地层的速度也成层分布，地震 波在各层中的传播速度称层速度。 2.平均速度 指的是地震波在地层中垂直传播的地层总厚度除以总 时间。 3.射线速度射线速度 实际上地震波在层状介质中传播，沿不同的射线路径 有不同的传播速度。考虑到计算上方便，采用射线平均速度来描 述它。所谓射线平均速度，就是地震波沿射线传播的总路程与总 时间之比。 4.均方根速度均方根速度 考虑到射线的折射效应，用均方根速度（VR）代 替层状介质速度，同样可以把层状介质视为均匀介质，地震波沿 折射线传播看成沿直射线传播，共反射点时距曲线简化为双曲线 。 地震波在分层介质中的传播 存在波阻 抗

8、差的界面 上，地震波 将发生类似 光学的反射 和折射 2. 在存在波阻抗差的界面 上，当其上界面的速度小于 下界面的速度（V上V下） 时在界面上除了产生反射波 直达波外，还有折射波和透 射波。 此时地震波的传播动态 演示图见右下图。 Beach Water Help Whoa Baby Fermat says take this path. 实际应用实例 反射规律反射规律 ?利用 Fermat原理可以展示射线的反射规律 B 1 2 3 4 5 3.斯奈尔（Snell）定律 如右图：地震波在分层介 质中传播时，遵循下面这样一 个式子： 其中p称为射线参量；此式表示 的是入射、反射、和透射间的关

9、系，这就是著名的Snell定律。在 界面上进行地震波传播计算时所必须遵循的和经常用到的一 个定律。 各种地震 波在分层介质中的传播演示图 波速与岩性 反射，透射和折射现象都是由于弹性 介质在速度值上存在差异之故。根据右 图公式可知弹性波的速度主要决定于实 际岩石的弹性常数?，?和其密度?。岩 石性质不同，弹性常数就有差异，岩石 的环境和年代不同，密度也会不一样。 纵横波速度比： ? ? 21 )1(2 ? ? ? s p V V r 上面中的?为泊松比，其函义为物体在单轴方向拉伸时，其横向压缩 与纵向伸长之比值。对于一般岩石， ?0.25，所以 即在岩石中纵波传播的速度是横波的1.73倍。 在

10、研究速度与岩性的关系时，我们必须研究影响波速的因素，分清主 次，以利于对不同速度值作不同的具体分析。下面是影响波速的一些主要 的因素： 1 孔隙度是影响速度的基本因素； 2 孔隙中充填物性质的影响； 3 速度一般随地层的埋藏深度的增加而加大。 下面是一些常见物质的速度或速度变化范围。 73. 1 3 ? ?r 泊松比 几种常见介质的速度 第二章 反射波法地震勘探 如果是一边放炮 经过校正后所得到的波形如下 共反射点勘探（多次覆盖） 对于高速的折射波，尤其是多次 反射波，其视波长达数百公尺，为了 压制这些视波长很大的干扰波，梅恩 （MayneMayne）提出了共反射点技术（又称 多次覆盖）。右图

11、为均匀介质水平界平 共反射点的时距曲线。 设地下介质是均匀的，在测线上Oi 为激发点，Si为共反射点叠加道。我们 把共反射点叠加道集合在一起，称为共 反射点的道集。M点叫共中心点或对称 点。右图以炮检距Xi为横坐标，以反射 波到达各接收点的旅行时间ti为纵坐标 其曲线方程为： 2 2 4 1 ii xh v t? 地震勘探多次覆盖示意图 所谓多次覆盖方法，实际上就是对反射波上同一个反射点重复观测， 将该点的多次记录经动校正叠加在一直，使反射波得到加强的方法。 第三章 折射波地震勘探 第一节 折射波概念的认识 地震勘探中称首波首波为“折射波折射波“ 测井中有的称为“滑行滑行 波波“。 设界面P上

12、覆的波速V1，下伏 介质的波速为V2 ，当V1 V2 时，由斯奈尔定律可知，当入 射角e1为某一值时，折射角e2 会等于0，此时 将此时的入射角e1记为e0，并称 2 2 2 1 1 coscos v e v e v ? 2 1 1 0 sin 2v v ei ? ? ? 为临界角临界角。此时，下伏介质中的波以速度沿界面滑行。滑行波到 达界面上的每一点都可以看作是新的震源，在上覆介质中激发出新 的波，以波速按出射角向上传播，这类波称为首波。在一定的炮检 距之外超前于直达波，率先到达接收点。首波在地面上出现的最小 距离称为临界距离，小于临界距离为首波的盲区。临界距离的长度 xi为 首波通常可用来

13、确定界面的几何形态、埋藏深度、以及地震波 沿分界面的传播速度。在地震勘探里，利用折射波法可以进行深部 地震测深、工程地质调查以及在环境地质和灾害地质中的应用等。 Htgix i 2? 首波在地下传播的演示图 第二节 数据采集系统简介 地震勘探的基本任务是根据所观测的地震波提示地质体的形态、结构和 性质；因此，怎么把地震波记录下来供人们分析研究就成为重要的任务，地 震勘探数据采集系统就是记录地震波的工具。 首先介绍一下常见的人工地震震源，如下： 野外地震仪（记录器）如下： 野外检波器及其内部结构示意图 野外地面布设 检波器的安置条件：检波器的安置条件： 1 埋置检波器应严格对准位置（组合检波 器

14、的中心点对准桩号） 2 检波器组合形式和组内距要按规定放开； 3 埋置波器要做到平、稳、正、直、紧。 平：同一道的组合检波器要埋置在同一 水平面上。 稳：要轻拿轻放检波器，平稳操作。 正：埋置检波器的位置要正确。 直：检波器要垂直地面。 紧：要埋紧检波器。 4 妥善处理检波器点处的地形（沟、坝、 村、庄、高压线等）影响。 野外采集方式 第二节 折射波运动学 一一.单一水平界面的折 射波时距曲线 设地下有一个水平 界面，如右图。令上层速 度为?1，下层速度为?2， 并且?2 ?1，界面的深度 是h。在地表O点激发，当 地震波以临界角i入射时 ，在地面测线上的盲区边 界OS2以外将能接收到折 射波

15、。 下面分析任意一条折 射波射线到达地面的旅行 间。对于接收点S4，其旅 行时为： 而 故有 （） （）表明，一个水平界面情况下的折射波时距曲线是一条直线，直线 的斜率/ ?2的倒数是视速度。当X=0,截距时间为 （1） t01是折射波时距曲线延长线与t轴交点的纵纵标，因此称为交叉时。折 射波的交叉时与反射波的t0时间是两个完全不同的概念，反射波的t0时间 是地震波沿界面法线往返传播的时间，而折射波的交叉时没有确切的物 理意义，因为它是观测不到的。 121 4 21 2 v OB v BD v DS v BD v OB t? iv h iv ih v x iv h v htgix cos 2

16、cos sin2 cos 22 12212 ? ? ? i v v v v i sin sin 1 2 2 1 ? 12 2 12 cos2 )sin1( cos 2 v ih v x i iv h v x t? 1 01 cos2 v ih t? 折射的交叉时与界面深度，由（1）式可得 在速度参数不变的前提下，交叉时反映了折射界面深度变化情况。 在折射波的盲区范围内接收不到折射波，用Xm表示临界距离，也称盲 区半径。在S2点观测时，折射波与反射波同时到达，这是由于以临界角入 射的射线路径OBS2既是反射波的传播路径也是折射波的初始路径。因此在 X=Xm处，两条时距曲线时间相等。我们可以通过求

17、导得到反射与折射两条 曲线的斜率是一样的，即两条时距曲线相切。该点称为折射波的始点。通 过数学换算，得到始点的水平及垂直坐标分别为： iv h t m cos 2 1 ? 1 2 cos sin 22 2 1 2 ? ? ? ? ? ? ? ? ? ? v v h i i hhtgixm 由其横坐标可知Xm随速度比? 2 /? 1增大而减小。从上面的时距曲线图可见 ， 在盲区以外才可以接收到折射波，但在一定内它还不是初至波，直达波在它 以前先被观测到，在均匀介质中，直达波时距曲线也是一条直线，但斜率 1/ ?1较大，所以折射波时距曲线与直达波时距曲线是相互交叉的。在S3点 观 测时，折射波与直

18、达波同时到达，该点的水平坐标用Xc来表示，称作超前距 离（有的文献错误把Xc也称为临界距离）。通过计算可以知道Xc也随?2 /? 1增 大而减小。当炮检距Xc折射波作为初至波先于直达波到达地表。由曲线图可 见，为了观测到清晰可辨的折射信号，应该使炮检距超前距离，即X Xc。 二.多个水平界面的折射波时距曲线 在这里，我们以两个水平界面 为列进行说明。 右图是两水平界面的时距曲线 至于它的时距曲线的推导在这里就 省略。 D1 是第一个界面的深度（从上往下数） D2 是第二个界面的深度（从上往下数） 以下是在用到此时距曲线所要注意的地方： 1.由于各层的速度?i不同,所以多个水平界面上的折射波时距

19、曲线是 一组相互交叉的直线。形成时距曲线间的相互干涉，随着深度的增加，时 距曲线的斜率趋缓。同时，浅层折射波有可能落在深层折射波之后到达而 出现续至区，这是深层折射波传播速度快缘故。 2.多个界面的情况下，如果某个界面上产生折射波，一定是该界面 下部介质的波速大于其上部所有覆盖层的波速。如果上覆盖层中有一个高 速厚层，则其下面一般不能形成折射波，这种现象称为屏蔽现象。因此实 际地层剖面中，折射界面的数目较反射界面的数目少得多。 三.倾斜界面的折射波时距曲线 1. 此情况下地震传播的动态演示图见右下图，时距曲线见左下图。时 距曲线的推导部分略掉。 如果把上面的激发点与接收点调换情况则如下： 2.

20、以下是在用到此时距曲线所要注意的一些地方： 对于倾斜界面，并非任意条件下都能接收到折射波。当ic+?=90o时，若 在下倾方向观测，X? ，即折射波射线与测线平行，不可能在地面接收到 折射波。当ic+?90o时，在下倾方向记录不到折射波。如在上倾方观测， 入射角小于临界角，不能产生折射波。因此在大倾角地区进行折射波地震勘 探时，应使得测线与地层倾向斜交，即减小视倾角，以满足ic+?90o条件 。 四四.弯曲界面的折射波时距曲线弯曲界面的折射波时距曲线 如果折射界面不是平面，而是起伏变化的，折射波时距曲线就不再是直 线。由于弯曲界面的倾角?不是常数，折射波在地面的出射角不再是常数。 根据视速度定

21、理，折射波时距曲线的视速度是变化的，其斜率也变化，所 以它变成一条曲线。可以定性认为，弯曲界面的折射波时距曲线形态与界 面起伏形态成镜像对称。在此时距曲线中，可以用追逐时距曲线来区分透过 波曲线和折射波曲线。对于折射波，追逐时距曲线彼此平行；对于透过波， 由于出射角是变化的，所以追逐时距曲线逐渐靠拢。 第二节 折射波法观测系统 折射波法观测系统按炮点与接收排列的关系，分为纵测线观测系统和非 纵观测系统两大类。炮点与接收点在同一条直线上的测线，称为纵测线； 炮点与接收点不在同一条直线上的测线，称为非纵测线。 一一.纵测线观测系统纵测线观测系统 折射波法常用的纵测线观测系统有：相遇观测系统和追逐观

22、测系统。 1.相遇观测系统 （见下两组图） 上面一组图为水平层的相遇观测系统图，而下面的则是倾斜层的： 设O1、 O2（上图的source1&2）是激发点， O1 O2是接收排列，这种观测 方式称为相遇观测，得到的两支时距曲线称为相遇时距曲线。因为O1点激发 与O2激发O1接收，二者所经过的射线路径完全一样，因此这两个点称为互 换点。互换点上的折射波旅行时时完全相等，用T来表示，称为互换时间。 利用相遇时距曲线的视速度，可以求取折射界面的产状。利用相遇时距曲线 交叉时，可求取折射界面的埋藏深度。 2.追逐观测系统追逐观测系统 设O1 O2激发点， O1 O3是接收排列，用这种观测 方式得到的两

23、支时距曲线称为追逐时距曲线，如右图 对于同一折射界面而言，追逐时距曲线应该平行，因 为界面速度末变。在上一节里，已经讨论了利用追逐 时距曲线区分透过波和折射波。 二.非纵观测系统 折射波法地震勘探中，除采用纵测线观测系统外， 也常采用横测线观测系统、侧测线观测系统和扇形测 观测系统。它们的共同特点是炮点与接收排列不在一 条一直线上，故称为非纵观测系统。这种观测系统一 般不能进行独立工作，而是用来辅助纵测线观测系统 去确定地震界面的空间位置。比如确定矿区的断层和 边界等。 地震折射 Vertical Geophones Source (Plate) Rock: V p2 野外试验 Soil: V

24、 p1 oscilloscope x1 x2 x3 x4 t1 t2 t3 t4 Note: V p1 V p2 zR Determine depth to rock layer, z R Seismic Refraction 0.000 0.005 0.010 0.015 0.020 T r a v e l T i m e ( s e c o n d s ) 0 10 20 30 40 50 Distance From Source (meters) Horizontal Soil Layer over Rock Vp1 = 1350 m/s 1 Vp2 = 4880 m/s 1 z x 2

25、 V V V V c cp2p1 p2p1 ? ? ? Depth to Rock: z c = 5.65 m xc = 15.0 m x values t v a l u e s 第四章 野外地震勘探 第一节 有效波与干扰波 前面介绍的一般都在理想的或规则的条件下地震波的动力学的最基本特 点。然而，实际地质体是复杂的，在不同条件下进行人工激发，除了产生如 第一章所说的那些波外，还可能出现许多其它形式的扰动，放置在观测点处 的仪器接收到的所有振动中，只有可能用来解决所提出的地质任务的波被我 们称为有效波或信号。在地震反射波和折射波法中，反射纵波和折射纵波分 别是有效波，所有妨碍有效波的识别和追

26、踪的其它波都属于干扰范畴。因此， 大多数的波被划分为有效波或干扰具有相对性，取决于所用的勘探方法及处 理和解释手段，有些波在某种场合成为有效波，在另外的场合也可以被划入 干扰。当然，也有一些波在当前的技术水平条件下属于绝对干扰。 根据地震勘探的实际经验，干扰波可按视速度来分类，一般分低速干扰 （V1km/s），中速干扰（ 1km/s V34km/s），高速干扰（ V4km/s） 。如按主频分类，也可分为高频的（f80Hz），中频的为 （ 30Hz f80Hz），低频（ f 30Hz ）。由此可见，干扰波无论从视速 度到频率都会和有效波重叠，如果干扰的强度很大，识别信号就很困难。因 此，地震勘探的一个关键问题就是压制干扰波、提高信噪比。几乎所有的野 外工作方法、处理和解释方法，都要围绕这个核心来考虑问题。 通常把干扰波分为两种：通常把干扰波分为两种： 1.规则干扰波：如声波、面波、工业电干扰、重复冲击、